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1、 冰冰川川是是陆陆地地上上由由终终年年积积雪雪积积累累演演化化而而成成，是是具具可可塑塑性性、能能缓缓慢慢自自行行流流动动的的天天然然冰冰体体。现现代代冰冰川川覆覆盖盖的的总总面面积积达达万万kmkm2 2，占占陆陆地地总总面面积积约约，其其中中南南极极和和格格陵陵兰兰岛岛面面积积占占1465km1465km2 2,我我国国冰冰川川面面积积kmkm2 2,全全球球冰冰川川总总储储量量为为万万kmkm3 3，约约占占地地表表淡淡水水资资源源总总量量的的，其其中中约约 9999分分布布在在两两极极地地区区，是是地地球球上上重重要要的的水水体之一。体之一。冰川冰川第1页/共139页新新西西兰兰冰冰川
2、川天天山山1号号冰冰川川 第2页/共139页一、终年积雪和雪线高纬和高山地区，气候寒冷，年平均气温常在0以下，因此，降落的固体降水（雪）不能在一年内全部融化，而是长年积累，这种地区一般称为雪原(snowfield)（或终年积雪区、万年积雪区）。终年积雪区的下部界限，称为雪线(snowline)(snowline)（也称平衡线）。雪线不是几何学上的“线”，而是一个带。在这个带内，年平均固体降水量恰好等于年融化量和蒸发量。雪线以上年平均降水量超过年融化量和蒸发量，固体降水才能不断积累，形成终年积雪；雪线以下，正好相反，不能形成终年积雪。第3页/共139页西西 藏藏 雪雪 线线第4页/共139页雪雪
3、 线线第5页/共139页雪线控制着冰川的发育和分布，只有山地海拔超过该地雪线的高度，才会有固体降水的积累，才能成为终年积雪和形成冰川。雪线的高度受气温的支配，但降水量和地形也有影响。首先，雪线的高度与气温成正比，温度越高雪线也越高，温度低雪线也低。一般气温由赤道向两极降低。所以雪线的高度也从赤道向两极减低。如赤道非洲雪线为570057006000m6000m，阿尔卑斯山为2400-3200m2400-3200m，挪威在1500m1500m左右，北极圈内则雪线已低达海平面附近。其次，雪线的高度与降水（雪）量成反比，降水（雪）量越多，雪线越低；降水（雪）量越小，雪线越高，根据纬度因素，赤道附近雪线
4、应是最高，事实上，雪线位置最高的地方，不在赤道附近，而在副热带高压带（如图示）。这是因为副热带高压带降水（雪）量比赤道附近少造成的。第6页/共139页第7页/共139页再次，雪线高度也受地形影响。其影响有二个方面：一是坡度影响，陡坡上固体降水不易积存，雪线较高；缓坡或平坦地区降雪容易积聚，雪线较低。二是坡向影响，在北半球雪线在南坡比北坡高，西坡较东坡高，这是因为南坡和西坡日照较强，冰雪耗损较大，因而雪线较高。不过，有些高大的山地，对气流产生阻挡，而影响降水的变化，也影响了雪线的高度，如喜马拉雅山南坡是向风坡降水量丰沛，雪线在4000m，而北坡却高达5800m以上。第8页/共139页二、冰川的形
5、成 冰川是由积雪转化而成的。初降的雪花为羽毛状、片状和多角状的结晶体，密度只有g/Lg/L；雪花落地后，先变成粒雪，再经过成冰作用，变为密度达g/Lg/L的冰川冰。由粒雪转变为冰川冰有两种方式：雪雪花花雪雪花花第9页/共139页n 在在低低温温干干燥燥的的环环境境，积积雪雪不不断断增增厚厚的的情情况况下下，下下部部雪雪层层受受到到上上部部雪雪层层的的重重压压，进进行行塑塑性性变变形形，排排出出空空气气，从从而而增增大大了了密密度度，使使粒粒雪雪紧紧密密起起来来，形形成成重重结结晶晶的的冰冰川川冰冰。在在冷冷型型成成冰冰过过程程中中，粒粒雪雪成成冰冰只只靠靠重重力力形形成成重重结结晶晶，因因而而
6、所所成成的的冰冰川川冰冰密密度度小小。气气泡泡多多，成成冰冰过过程程时时间间长长。如如南南极极大大陆陆冰冰川川中中央央，埋埋深深20002000多多米米，成成冰冰需需时时近近千千年年。这这种种依依赖赖压压力力的的成成冰冰过过程程称称冷冷型型成成冰冰（或或压压力力成成冰冰）作作用用。而而随随着着气气泡泡的的减减少少，冰冰从从白白色逐步变为兰色。色逐步变为兰色。（l l）冷型成冰作用）冷型成冰作用第10页/共139页 覆盖地面的粒雪层，在太阳照射下，气温较高接近0 0时，冰雪消融活跃，部分水分子由于升华作用，附着在另外冰粒上，部分融水下渗附着于粒雪表面，经过冻结再次结晶。这样，冰粒体积不断增大，在
7、一个季节里，雪花即可转变成粒雪冰。粒雪冰积累增厚，下部受到压缩，排出粒间空气，冰粒融合结晶在一起，形成少空隙、密度达之间、完全透明的天蓝色的冰川冰。这种依赖太阳辐射热力条件的成冰过程称暖型成冰作用。暖型成冰作用实际上是一个升华-凝华或重结晶过程。（2 2）暖型成冰作用）暖型成冰作用 第11页/共139页三、冰川的运动 通常现代冰川包括积雪区和消融区两部分。积雪区即冰川的上游部分，是冰雪积累和冰川冰的形成地区，其降雪量大于消融量；消融区即冰川的下游部分，在冬季有雪和粒雪冰的堆积，夏季消融，配出冰川表面，消融量大于积雪量。冰川的运动取决于整个冰川的补给和消融的对比。冰川的年补给量大于年消融量时，冰
8、川厚度增加，流速增大，冰川呈前进状态；相反，当冰川年补给量小于年消融量时，冰川厚度变薄，流速减慢，呈衰退状态；如果年补给量等于消融量时，则出现暂时的稳定平衡状态。冰川的前进、衰退和暂时的稳定都是在运动过程中进行的。第12页/共139页冰川的流动具有如下特点：1 1不同冰川的流动速度是不一样的，山岳冰川的表面流速一般是每年数十米至数百米，降水充分的喜马拉雅山南坡诸川中，曾测得流速最快者达70070013001300米/年。阿尔卑斯山降雪较多，其山谷冰川流速达8080150150米/年。降雪少的地区，冰层薄，冰川流速慢，如天山、昆仑山、祁连山的冰川，流速为几十米/年。2同一冰川不同部位，其流速也有
9、不同，如我国祁连山的七一冰川，1958年7月161959年7月16日一年间，冰川两侧流动了8米，但中间地带流动了16米。此外，由于冰川与冰床之间的摩擦阻力，使冰川下部流速较中部和上部慢。第13页/共139页3 3大陆冰川比山岳冰川流动慢（为什么？）。总之，冰川运动的速度比河流缓慢得多，一般来说，冰川的流速只有河流的几万分之一，是不能用肉眼觉察到的。此外，冰川运动的速度因受冰川部位、厚度和地形坡度影响而不同。冰川的底部和两侧因与冰床摩擦，流速较慢；冰川的中部和上部因阻力小，流速较快；冰川在雪线的部分，因厚度大，冰体温度较高，可塑性增强，故运动速度快于其他部分；在坡度影响下，冰川在陡坡流速大于缓坡
10、。冰川的运动具有显著侵蚀地面的作用和巨大的搬运、堆积能力。第14页/共139页四、冰川的类型 现代冰川由于发育条件和演化阶段的不同，因而规模相差很大，类型多种多样。根据冰川的形态、规模和发育条件，现代冰川可分为两个基本类型：山岳冰川和大陆冰川。（一）山岳冰川 山岳冰川又称山地冰川。它发育在中、低纬度的高山地区。其特点是：冰川面积小，厚度薄，受下伏地形限制，形状与冰床起伏相适应。根据它的形态、发育阶段和地貌条件，又可进一步分为：（l l）悬冰川 它是山岳冰川中数量最多的一种。因短小的冰舌悬挂在山坡上，故称悬冰川；常因下端崩落而产生冰崩。冰体厚度陆，规模小，面积一般不超过1km1km2 2。第15
11、页/共139页山山岳岳冰冰川川第16页/共139页悬冰川悬冰川第17页/共139页（2 2）冰斗冰川 是中等规模的山岳冰川，因其原地为得斗状聚冰盆而得名。冰斗的规模，面积大的可达10km10km以上，小的不足1km1km2 2。冰斗口朝向山坡下方，冰体从冰斗口溢出，形成短小的冰舌。云南永宁冰川的冰斗云南永宁冰川的冰斗 第18页/共139页庐山大月山冰斗庐山大月山冰斗第19页/共139页（3）山谷冰川 是山岳冰川中规模最大的一种，有长大冰舌伸向山谷底部，循谷流动，像冰冻了的河流一样，这种冰川称为山谷冰川。厚度可达数百米，长度数公里至数十公里以上。有明显的积雪区和消融区，与之对应的是有粒雪盆和长大
12、的冰舌。山谷冰川在流动过程中，沿途可有分支冰川汇人，因而山谷冰川又可分为单式山谷冰川、复式山谷冰川和树枝状山谷冰川等。一条较大山谷冰川或多条山谷冰川流至山麓地带，扩展或汇合成一片宽广冰体的，叫山麓冰川。第20页/共139页山山 谷谷 冰冰 川川第21页/共139页天天 山山 一一 号号 冰冰 川川第22页/共139页（二）大陆冰川是发育在南极大陆和格陵兰岛的冰川。它的面积最广，达152815282424万平方公里，约为现代冰川覆盖面积的9797。其厚度达数千米，如南极大陆冰川最厚处达4267m4267m。大陆冰川表面呈凸起的盾状，中间厚边缘薄。中央是积雪区，边缘为消融区，冰川在自身巨大厚度所产
13、生的压力作用下，运动方向自中央向四周辐射。大陆冰川不受下伏地形的控制，它常淹没规模宏大的山脉，只有极少数山峰在冰面上出露，形成冰原岛山。当冰川末端巨大冰块注入海洋，被带到未冻结的海域时，就成为冰山。目前，地球上的冰川处于其演化过程的退化阶段。它表现在冰川规模不断缩小，大陆冰川向山岳冰川演化，下伏地形对冰川的控制增加，使原来相互结合的冰川系统，开始分离为山谷冰川、冰斗冰川和悬冰川。第23页/共139页南南 极极 大大 陆陆 冰冰 川川第24页/共139页五、冰川对自然地理环境的影响冰川对自然地理环境的影响是显著的、多方面的。1.1.冰川是构成两极地区和中低纬高山地区自然地理环境的一个要素，它形成
14、独特的冰川地理景观。也就是说，陆地总面积的近1111是由冰川景观构成的。2.2.现代冰川的总储水量，仅次于海洋。如果这些冰川全部融化，海平面将升高6060余米，约占陆地面积 1 1的地方会被淹没。可见，冰川在保持地球生态平衡方面所起的作用是重要的。第25页/共139页3.3.冰川发源于雪线以上，雪线高度是山地水热组合的综合反映，它是垂直带谱中的一条重要界线，对垂直地带的结构有重要影响。4.4.目 前，全 世 界 冰 川 每 年 消 融 补 给 河 流 的 总 水 量 达3000km3000km3 3，几乎等于全世界河槽储水量的1 14242倍。表明冰川的积累和消融，积极参与了地球的水分循环。冰
15、川从积累区向消融区运动的结果，使长期处于固态的水转化为液态水。在低温而湿润的年份，冰川融水受到抑制；而高温干旱的年份，消融就加强，从而对河川径流起到调节作用。第26页/共139页n 5.5.冰川是气候和地貌的产物，但冰川本身反过来冰川是气候和地貌的产物，但冰川本身反过来对气候和地貌产生强烈影响。对气候和地貌产生强烈影响。如在同一高度，冰川表面的气温如在同一高度，冰川表面的气温通常比非冰川表面的要低通常比非冰川表面的要低22左右，而湿度却高得多；气温低、湿度大，水汽就左右，而湿度却高得多；气温低、湿度大，水汽就容易饱和，有利于降水的形成，因而有冰川覆盖的山区降水量要高于无冰川覆容易饱和，有利于降
16、水的形成，因而有冰川覆盖的山区降水量要高于无冰川覆盖的山区。大陆冰川对气候影响的范围要广得多，如南极大陆冰川本身是一巨盖的山区。大陆冰川对气候影响的范围要广得多，如南极大陆冰川本身是一巨大大“冷源冷源”，在那里可形成稳定的反气旋，使南半球保持强劲和稳定的极地东，在那里可形成稳定的反气旋，使南半球保持强劲和稳定的极地东风带。作为特殊的下垫面，如果大陆冰川范围进一步扩展或缩小，将会增强或风带。作为特殊的下垫面，如果大陆冰川范围进一步扩展或缩小，将会增强或减弱地球的反射率，进而影响气团性质和环流特征，引起气候的变化。冰川对减弱地球的反射率，进而影响气团性质和环流特征，引起气候的变化。冰川对地貌的影响
17、，在地貌一章中再进行重点讲述。地貌的影响，在地貌一章中再进行重点讲述。第27页/共139页6.6.冰川推进时，将毁灭它所覆盖地区的植被，迫使动物迁移，埋没土壤，使上便形成过程中断，自然地带相应向低纬度和低海拔地区移动。冰川退缩时，植物和动物分布区重新分配，土壤形成过程在新的基础上发展，自然地带相应向高纬度和高海拔地区移动。第28页/共139页第六节第六节 海海 洋洋地地球球上上广广大大连连续续的的咸咸水水水水体体的的总总称称为为海海洋洋。地地球球上上陆陆地地全全部部为为海海洋洋所所分分开开与与包包围围，所所以以陆陆地地是是断断开开的的，没没有有统统一一的的世世界界大大陆陆；而而海海洋洋却却是是
18、连连成成一一片片，各各大大洋洋相相互互沟沟通通，它它们们之之间间的的物物质质和和能能量量可可以以充充分分地地进进行行交交流流，形形成成统统一一的的世世界界大大洋洋，使使海海洋洋具具有有连连续性、广大性，成为地球上水圈的主体。续性、广大性，成为地球上水圈的主体。第29页/共139页第30页/共139页一、海水的理化性质（一）海水的化学性质 海洋是地球水圈的主体，是全球水循环的主要起点和归宿，也是各大陆外流区的岩石风化产物最终的聚集场所。海水的历史可追溯到地壳形成的初期，在漫长的岁月里，由于地壳的变动和广泛的生物活动，改变着海水的某些化学成分。第31页/共139页第32页/共139页1 1海水的化
19、学组成 海水是一种成分复杂的混合溶液。它所包含的物质可分为三类：溶解物质，包括各种盐类、有机化合物和溶解气体；气泡；固体物质，包括有机固体、无机固体和胶体颗粒。海洋总体积中，有96969797是水，3 34 4是溶解于水中的各种化学元素和其他物质。第33页/共139页目前海水中已发现8080多种化学元素，但其含量差别很大。主要化学元素是氯、钠、镁、硫、钙、钾、溴、碳、锐、硼、硅、氟等1212种（表），含量约占全部海水化学元素总量的，因此，被称为海水的大量元素。其他元素在海洋中含量极少，都在1mg/L1mg/L以下，称为海水的微量元素。海水化学元素最大特点之一，是上述1212种主要离子浓度之间的
20、比例几乎不变，因此称为海水组成的恒定性。它对计算海水盐度具有重要意义。溶解在海水中的元素绝大部分是以离子形式存在的。海水中主要的盐类含量差别很大（表）。由表可知，氯化物含量最高，占，其次是硫酸盐，占。第34页/共139页第35页/共139页第36页/共139页 *海水中盐分的来源，主要来自两个方面：一是河流从大陆带来。河流不断地将其所溶解的盐类输送到海洋里，其成分虽与海水不同（表5 57 7）（海水中以氯化物为最多，河水则以碳酸盐类占优势），但是，因为碳酸盐的溶解度小，流到海洋里以后很容易沉淀。另一方面，海洋生物大量地吸收碳酸盐构成骨胳等、甲壳，当这些生物死后，它们的外壳、骨胳等就沉积在海底，
21、这么一来，使海水中的碳酸盐大为减少。硫酸盐的收支近于平衡，而氯化物消耗最少。由于长年累月生物作用的结果，就使海水中的盐分与河水大不相同。二是海水中的氯和钠由岩浆活动中分离得来。这从海洋古地理研究和从古代岩盐的沉积、以及最古老的海洋生物进体都可证实古海水也是咸的。总之，这两种来源是相辅相成的。第37页/共139页第38页/共139页海水盐度是1000g1000g海水中所含溶解的盐类物质的总量，叫盐度（绝对盐度）。世界大洋盐度的空间分布和时间变化，主要取决于影响海水盐度的各自然环境因素和各种过程（降水、蒸发等）。这些因素在不同自然地理区所起的作用是不同的。在低纬区，降水、蒸发、洋流和海水的涡动、对
22、流混合起主要作用。降水大于蒸发，使海水冲淡、盐度降低；蒸发大于降水，则盐度升高。盐度较高的洋流流经一海区时，可使盐度增加；反之，可使盐度降低。在高纬区，除受上述因素影响外，结冰和田冰也能影响盐度。在大陆沿岸海区，因河流的淡水注人可使盐度降低。例如，我国长江口附近，在夏季因流量增加，使海水冲淡，盐度值可降低到1010-3-3左右。2 2海水的盐度海水的盐度第39页/共139页世界大洋绝大部分海域表面盐度变化在 33331010-3-3 37371010-3-3之间。海洋表面盐度分布规律为：从亚热带海区向高低纬递减，形成马鞍形；盐度等值线大体与纬线平行，但寒暖流交汇处等值线密集，盐度水平梯度增大；
23、大洋中的盐度比近岸海区的盐度高；世界最高盐度（40401010-3-3）在红海，最低盐度在波罗的海（3 31010-3-3 10101010-3-3）。大洋表层盐度随时间变化的幅度很小，一般日变幅不超过1010-3-3，年变幅不超过210210-3-3。只有大河河口附近，或有大量海冰融化的海域，盐度的年变福才比较大。第40页/共139页第41页/共139页3 3海水中的气体 溶解于海水的气体，以氧和二氧化碳较为重要。当海生植物茂盛，光合作用强烈时，水中的溶解氧含量多，二氧化碳少；当生物残体多、植物光合作用弱时，水中二氧化碳多，而氧含量少。当水温增高时，海水中的氧含量减少；当水温降低时，海水中的
24、氧含量增多。海水中二氧化碳的溶解度是有限的，但海生植物能消耗相当多的二氧化碳，而且在微碱性环境中，海水中二氧化碳还可与钙离子结合生成碳酸钙沉淀。这样，大气中的二氧化碳就可以不断地溶于海水中，故在海洋上或海岸边，空气总是十分清新的，海洋是自然界“二氧化碳的巨大调节器。第42页/共139页（二）海水的物理性质 海水的物理性质主要包括温度、密度、水色、透明度、海冰等。现简述于下：1 1海水温度 海水主要是靠吸收太阳光能的辐射热来增高温度的。因此，海水温度因时、因地而异。海面水温的变化比陆地温度的变化要小得多，不论日较差或年较差都很小。据观察，海洋表面平均日较差一般不超过11，年较差则为l l1717
25、。陆地上气温的平均较差却大得多，日较差最大可达5050，年较差最大可达70-80m70-80m。海水温度由低纬向高纬减低的趋势要较陆地缓慢得多。据观察，海洋表面最低温度是-2-2，最高温度是3636，温度的绝对较差只有3838。而在陆地上，温度绝对较差可达100100以上。第43页/共139页世界大洋表面水温分布具有如下规律：第44页/共139页（l l）水温从低纬向高纬递减，等温线大体呈带状分布。（2 2）北半球水温（平均为）较南半球水温（平均为1616）高。（3 3）水温等温线从低纬向高纬疏密相间，低、高纬等温线较疏，纬度40405050地带等温线较密。（4 4）大洋东西两恻，水温分布有明
26、显差异，在低纬区，水温西高东低；在高纬区，水温则东高西低；在纬度40405050地带，等温线西密东疏。（5 5）夏季大洋表面水温普遍高于冬季，可是水温水平梯度冬季大于夏季。世界大洋表面水温分布具有如下规律：世界大洋表面水温分布具有如下规律：第45页/共139页世界大洋水温的垂直分布规律是：从海面向海底呈不均匀递减的趋势；在南北纬40400 0之间，海水可分为表层暖水对流层和深层冷水平流层（图5 53131）。第46页/共139页2 2海水密度 海水密度是指单位体积内所含海水的质量，其单位是g/cmg/cm3 3,但习惯上使用的密度是指海水的比重，即是指一个大气压下，海水的密度与水温在时蒸馏水密
27、度之比。因此在数值上密度和比重是相等的。海水的密度状况，是决定海流运动的最重要因子之一。海水的密度，是盐度、水温和压力的函数。因此，海水密度可用产海水的密度，是盐度、水温和压力的函数。因此，海水密度可用产 s,t,p来表示。来表示。在现场温度、盐度和压力条件下所测定的海水密度，称为在现场温度、盐度和压力条件下所测定的海水密度，称为现场密度或当场密度。现场密度或当场密度。当大气压等于零时的密度，称为条件密度，用当大气压等于零时的密度，称为条件密度，用 s,t,0表示。表示。第47页/共139页 海水的密度与温度、盐度和压力的关系比较复杂。凡是影响海水温度和盐度变化的地理因素，都影响密度变化。虽然
28、各大洋不同季节的密度在数值上有所变化，但其分布规律大体是相同的，即大洋表面密度随纬度的增高而增大，等密度线大致与纬线平行。赤道地区由于温度很高，降水多，盐度较低，因而表面海水的密度很小，约。亚热带海区盐度虽然很高，但那里的温度也很高，所以密度仍然不大，一般在左右。极地海区由于温度很低，降水少，所以密度最大。在三大洋的南极海区，密度均很大，可达以上。因因为为海海水水的的密密度度一一般般都都大大于于1 1，例例如如，等等，并并精精确确到到小小数数5 5位位，为为书书写写的的方方便便，可将密度数值减去可将密度数值减去l l再乘以再乘以100100，并用，并用 s,t,ps,t,p表示。即：表示。即：
29、s,t,p =(s,t,p 1)1000 例如：s,t,p为时，s,t,p为第48页/共139页在垂直方向上，海水的结构总是稳定的，密度向下递增。在南北纬且已之间100m100m左右水层内，密度最小，并且在5050米以内垂直梯度极小，几乎没有变化；50-50-100100米深度上，密度垂直梯度最大，出现密度的突变层（跃层）。它对声波有折射作用，潜艇在其下面航行或停留，不易被上部侦测发现，故有液体海底之称。约从1500m1500m开始，密度垂直梯度很小；在深层大于3000m3000m，密度几乎不随深度而变化。第49页/共139页3 3水色所谓水色，是指自海面及海水中发出于海面外的光的颜色。它并不
30、是太阳光线透人海水中的光的颜色，也不是日常所说的海水的颜色。它取决于海水的光学性质和光线的强弱，以及海水中悬浮质和浮游生物的颜色，也与天空状况和海底的底质有关。由于水体对光有选择吸收和散射的作用，即太阳光线中的红、橙、黄等长光波易被水吸收而增温，而蓝、绿、青等短光波散射得最强，故海水多呈蓝、绿色。水色常用水色计测定。水色计由2121种颜色组成，由深蓝到黄绿直到褐色，并以号码l l2121代表水色。号码越小，水色越高；号码越大，水色越低。第50页/共139页4 4海水的透明度 海水的透明度，是指海水的能见度。也是指海水清澈的程度。它表示水体透光的能力，但不是光线所能达到的绝对深度。它决定于光线强
31、度和水中的悬浮物和浮游生物的多少。光线强，透明度大，反之则小。水色越高，透明度越大；水色越低，透明度越小。透明度的测定：用一个直径30cm30cm的白色圆盘，垂直放到海水中，直到肉眼隐约可见圆盘为止，这时的深度，则为透明度。世界以大西洋中部的马尾藻海透明度最大，达m m。我国南海为202030m30m，黄海为l l2m2m。第51页/共139页5 5海冰海冰第52页/共139页淡水的冰点为00，最大密度的温度是44；而海水的冰点和最大密度的温度都随盐度的增大而降低，但冰点降低较和缓。当海水的盐度大于10103 3时，最大密度的温度低于冰点温度；而盐度小于10103 3时，最大密度的温度高于冰点
32、温度；只有盐度在10103 3时，海水的最大密度的温度才与冰点温度相同，为（图5 53232）。海水结冰较淡水困难。因大洋表面盐度一般均海水结冰较淡水困难。因大洋表面盐度一般均大于大于10103 3，故冰点更低；当海面水温达到冰，故冰点更低；当海面水温达到冰点时，因密度增大形成对流，使下层温度较高点时，因密度增大形成对流，使下层温度较高的海水上升，故较难结冰；当整层海水达到冰的海水上升，故较难结冰；当整层海水达到冰点，海水结冰时，又要不断的析出盐分，使未点，海水结冰时，又要不断的析出盐分，使未结冰的海水盐度增大，密度也增大，从而加强结冰的海水盐度增大，密度也增大，从而加强了对流和降低了冰点，阻
33、碍海冰的进一步增长了对流和降低了冰点，阻碍海冰的进一步增长。第53页/共139页第54页/共139页二、海水的运动 海水运动的形式主要是波浪、潮汐和洋流。（一）波浪 v 波波浪浪就就是是海海水水质质点点在在它它的的平平衡衡位位置置附附近近产产生生一一种种周周期期性性的的振振动动运动和能量的传播。运动和能量的传播。v 波波浪浪运运动动只只是是波波形形的的向向前前传传播播，水水质质点点并并没没有有随随波波前前进进，这这就就是是波波浪浪运运动动的的实实质质。这这是是由由于于水水质质点点同同时时受受到到动动力力和和复复原原力力这这两两个个互相垂直的力共同作用的结果。互相垂直的力共同作用的结果。第55页
34、/共139页u动力，如风力、潮汐、地震或局部大气压力的变动等，使水质点产生水平位移。复原力（物理学称为弹性力），如重力、水压力和表面张力等，使水质点恢复原位。因此，水质点在动力的作用下产生水平位移的同时，受复原力的作用有恢复原位的趋势而产生垂直运动，这样水质点便沿着上述两个力的合力方向运动的结果，便在它的平衡位置附近产生了一种周期性的圆周运动。而运动着的水质点又将它所获得的能量依次相传，于是连续的“能流”就随波前进。故波浪只是形状的前进，水质点并没有随波前进。第56页/共139页1 1波浪要素波浪的基本要素有：波峰、波顶、波谷、波底、波高、波长、周期、波速、波向线和波峰线等 波峰是静水面以上的
35、波浪部分。波峰是静水面以上的波浪部分。波顶是波峰的最高点。波顶是波峰的最高点。波谷是静水面以下的波浪部分。波底是波谷的最低点。波谷是静水面以下的波浪部分。波底是波谷的最低点。波高波高h，是波顶与波底之间的垂直距离。，是波顶与波底之间的垂直距离。波长波长 ，是相邻波顶（或波底）间的水平距离。，是相邻波顶（或波底）间的水平距离。周期周期 ，是相邻波顶（或波底）经空间同一点所需要的时间。，是相邻波顶（或波底）经空间同一点所需要的时间。波速波速c c，是波形移动的速度，即，是波形移动的速度，即 。波波峰峰线线，是是指指垂垂直直波波浪浪传传播播方方向向上上各各波波顶顶的的连连线线。波波向向线线，是是指指
36、波波动动传传播播的方向的方向。第57页/共139页第58页/共139页1.1.波浪分类 波浪的种类很多，这里介绍几种主要的分类方法：（l l）按成因分类风浪和涌浪：在风力的直接作用下形成的波浪，称为风浪；当风停止，或当波浪离开风区时，这时的波浪便称为涌浪。两者的性质、波形、波高、波长、波速等都不同。风浪的性质属于强制波，其波形的轮廓和余摆线差别大，波峰尖陡，波谷平广，海面凹凸不平，此起皮伏；其波高较高，波长较短；波速较慢，最大仅达404050km/h50km/h。而涌浪的性质是属于自由波，其波形的轮廓和余摆线较接近，波峰测滑，海面较规则，波浪呈一排排的样子，其波高较矮，波长较长(可达500m5
37、00m至600m600m，甚至800m800m以上)，波速较快，每小时能达100100多kmkm，发可以比风速大，可利用它来预报台风或风暴。第59页/共139页内内波波：发发生生在在海海水水的的内内部部，由由两两种种密密度度不不同的海水作相对运动而引起的波动现象。同的海水作相对运动而引起的波动现象。潮波潮波：海水在引潮力作用下产生的波浪。：海水在引潮力作用下产生的波浪。第60页/共139页海海啸啸：由由火火山山、地地震震或或风风暴暴等等引起的巨浪。引起的巨浪。第61页/共139页（2 2）按水深分类按水深相对波长大小可分为深水波和浅水波。深水波：是水深相对波长很大的波。这种波动主要集中在海面以
38、下一个较薄的水层勺，又称为表面波或短波。浅水波：是水深相对波长很小的波，又称为长波。（3 3）按波形的传播性质分类 前进波：波形不断地向前传播的波浪，称前进波或进行波。驻波：波形不向前传播，只是波峰和波谷在固定点不断地升降交替着的波浪，称驻波。第62页/共139页3 3余摆线波（正弦波）早 在 18021802年 捷 克 学 者 格 尔 斯 特 纳（GerstnerGerstner）就提出了波浪的余摆线理论。海洋中的波浪按所及水深和水质点运动规律，可分深水波与浅水波。其临界水深为H=H=/2/2（即：水深为波长1/21/2），故余摆线理论又可分深水波和浅水波二种。第63页/共139页（l l）
39、深水波的余摆线理论）深水波的余摆线理论 深水波余摆线理论是从以下几个假定条件深水波余摆线理论是从以下几个假定条件出发的：出发的：海是无限深广的；海是无限深广的；海水是由许多水质点组成的，它们之海水是由许多水质点组成的，它们之间没有内摩擦力存在；间没有内摩擦力存在；参加波动的一切水质点均作圆周轨迹运动，参加波动的一切水质点均作圆周轨迹运动，并且当水质点作圆周轨迹运动时，在水平方向上，它们的半径相等，并且当水质点作圆周轨迹运动时，在水平方向上，它们的半径相等，在垂直方向上，则自水面以下逐渐减少，在波动前位于同一直线上的在垂直方向上，则自水面以下逐渐减少，在波动前位于同一直线上的一切水质点，在波动时
40、角速度均相等。一切水质点，在波动时角速度均相等。这样波浪发生时，水质点在其平衡位置附近运动，水质点未前进，这样波浪发生时，水质点在其平衡位置附近运动，水质点未前进，只是波形向前传递，如此所形成的波形曲线是余摆线（图只是波形向前传递，如此所形成的波形曲线是余摆线（图534）。）。第64页/共139页 根据深水波的余摆线理论，可得出深水波的特性：若以角度来表示水质点在圆周上的位置，则在水平方向上是随着波浪推进距离的增加，位相角角逐渐变小；在垂直方向上，位相角角则大小相等。水质点的运动半径在水平方向上则相等；在垂直方向上，则随水深的增加而按指数规律递减，即：(5.32)(5.32)式中：式中：r r
41、z z为为z z水深处水质点的运动半径；水深处水质点的运动半径；r r0 0为表面水质点运动半径；为表面水质点运动半径；e e为自然对为自然对数的底数；数的底数；为圆周率；为圆周率；几为波长；几为波长；z z为水深。为水深。第65页/共139页 而周期r r和波长 不变，当水深z z等于波长 时，波浪几乎静止，故波浪的影响深度为一个波长那么深。深水波的波速c c、波长 、周期r r之间的关系为：式中：式中：g g为重力加速度。为重力加速度。第66页/共139页（2）浅水波的椭圆余摆线理论。当水深小于1/21/2波长时，其波浪便为浅水波。当波浪进入浅水区以后，因受海底摩阻力的影响，波浪能量除了继
42、续损耗外，又引起波浪能量的重新分布，波形即发生变化。其特点是：波速减小，波长变短，波高略增。波高的增加是波能集中较浅的水深中所致，因此，波的外形就趋于尖突。这时水质点的运动轨迹也由圆形变为椭圆形，这样的波形即成为椭圆余摆线形（图5 53535）。第67页/共139页根据浅水波的椭圆余摆线理论，可得出浅水波的特性：浅水波中，水质点运动的椭圆轨迹的大小，在水平方向上都相同；在垂直方向上，则自水面以下趋于偏小，但焦点距保持不变，在水底半短轴为零，水质点在两焦点之间作直线的往复运动。非常浅水波（水深小于等于 /25/25）水质点的运动，只在两焦点之间作往复直线运动。非常浅水波的波速取决于水深而与波长无
43、关，即：。第68页/共139页4 4近岸浪及其作用 当波浪传入浅水区或近岸后，由于波顶运动速度大于波底，当波峰部分越过波谷部分时，将导致波浪的倒卷和破碎。这种破浪现象若发生在离岸较远的地区，如海中的暗礁或沙洲上，称为破浪；若发生在海岸附近，称为拍岸浪（图5 53636）。第69页/共139页波浪可以绕过障阻进入被岛屿、海岬或防波堤等遮蔽的水域，这种现象叫波浪绕射。由于越过障阻物后，波向被隐蔽的水域扩散，所以波高将变低。当波浪传播方向不垂直于海岸时，由于波峰线两端受海底摩阻力影响大小不一，因而使波向发生转折，波峰线总是平行于海岸线，称为波浪的折射。波浪从风那里获得了能量，在其运动过程中又不断地消
44、耗能量，推动着波浪的产生、发展和消亡。波浪以其巨大的能量，不但侵蚀着海岸，而且引起泥沙的运动和造成沉积作用。第70页/共139页（二）潮汐和潮流（二）潮汐和潮流1 1潮汐及其类型潮汐及其类型（1 1）概念）概念潮潮汐汐是是海海水水位位周周期期性性涨涨落落的的现现象象。潮潮汐汐主主要要在在地地球球的的低低纬纬度度海海区区最最为为显显著著，因因为为潮潮汐汐是是地地球球自自转转及及日日月月引引力力所所致致。一一般般一一个个太太阴阴日日有有两两次次涨涨落落，白白天天的的称潮，晚上的称汐，合称潮汐。称潮，晚上的称汐，合称潮汐。第71页/共139页 在潮汐现象中，水位上升叫在潮汐现象中，水位上升叫涨潮涨潮
45、，水位下降叫，水位下降叫落潮落潮。涨潮至最高水位，。涨潮至最高水位，称为称为高潮高潮；落潮至最低水位，称为；落潮至最低水位，称为低潮低潮。当潮汐达到高潮或低潮时，海面。当潮汐达到高潮或低潮时，海面在一段时间内既不上升，也不下降，把这种状态分别称为在一段时间内既不上升，也不下降，把这种状态分别称为平潮和停潮平潮和停潮。平。平潮的中间时刻，叫潮的中间时刻，叫高潮时高潮时；停潮的中间时刻，称为；停潮的中间时刻，称为低潮时低潮时。由月球上中天。由月球上中天时刻到其后第一次高潮时的时间称为高潮间隙；把至低潮时的时间称为低时刻到其后第一次高潮时的时间称为高潮间隙；把至低潮时的时间称为低潮间隙；把高潮间隙和
46、低潮间隙统称为月潮间隙。相邻二次高潮时或低潮潮间隙；把高潮间隙和低潮间隙统称为月潮间隙。相邻二次高潮时或低潮时的时间间隔，称为潮期（潮周期）。相邻高潮与低潮的水位差，叫潮差。时的时间间隔，称为潮期（潮周期）。相邻高潮与低潮的水位差，叫潮差。第72页/共139页潮汐类型可分为半日潮、全日潮和混合潮三种类型。潮汐类型可分为半日潮、全日潮和混合潮三种类型。半日潮：在一个太阴日内，两涨两落彼此大致相同的潮汐。半日潮：在一个太阴日内，两涨两落彼此大致相同的潮汐。（2）类型）类型第73页/共139页全日潮：在一个太阴日内，只有一次涨落的潮汐。全日潮：在一个太阴日内，只有一次涨落的潮汐。第74页/共139页
47、混合潮：可分为不规则的半日潮和不规则的全日潮。混合潮：可分为不规则的半日潮和不规则的全日潮。不不规规则则的的半半日日潮潮，一一般般在在一一个个太太阴阴日日中中，也也有有两两次次高高低低潮潮，但但潮潮差差和和潮潮期期不不等等。不不规规的的全全日日潮潮，则则是是在在半半个个月月中中出出现现全全日日潮潮的的天天数数不不超超过过7 7天天，其其余天数为不规则的半日潮。余天数为不规则的半日潮。第75页/共139页2 2潮汐的成因潮汐的成因引引起起海海洋洋潮潮汐汐的的内内因因是是海海洋洋为为一一种种具具有有自自由由表表面面、富富于于流流动动性性的的广广大大水水体体；而而外外因因是是天天体体的的引引潮潮力力
48、。即即是是说说，在在天天体体引引潮潮力力的的作作用用下下，具具有有自自由由表表面面而而富于流动性的广大水体富于流动性的广大水体海洋中便产生相对运动形成了潮汐现象。海洋中便产生相对运动形成了潮汐现象。第76页/共139页天天体体的的引引力力与与地地球球绕绕地地月月公公共共质质心心旋旋转转时时所所产产生生的的惯惯性性离离心心力力组组成成的合力，叫做引潮力。的合力，叫做引潮力。它是引起潮汐的原动力。它是引起潮汐的原动力。第77页/共139页 就就地地月月系系统统来来说说，存存在在着着两两种种运运动动，即即地地月月系统绕其公共质心的运动和地球的自转运动。系统绕其公共质心的运动和地球的自转运动。地球自转
49、运动时，地球自转运动时，地球表面上任一水质点都地球表面上任一水质点都受到地心引力和地球自转产生的惯性离心力的受到地心引力和地球自转产生的惯性离心力的作用。但对于地球上每一点来说，其大小和作作用。但对于地球上每一点来说，其大小和作用方向都是不变的，所以通常都被包括在重力用方向都是不变的，所以通常都被包括在重力概念之中，它们的作用只决定着地球的理论状概念之中，它们的作用只决定着地球的理论状态，而对潮汐现象没有影响。态，而对潮汐现象没有影响。故在引潮力分析故在引潮力分析中，可假定地球是不自转的。中，可假定地球是不自转的。第78页/共139页惯惯性性离离心心力力的的作作用用第79页/共139页 引引潮
50、潮力力在在不不同同时时间间、不不同同地地点点都都不不相相同同。在在地地球球上上处处于于月月球球直直射射点点的的位位置置，吸吸引引力力大大于于惯惯性性离离心心力力，所所涨涨的的潮潮称称为为顺顺潮潮；在在地地球球上上处处于于月月球球对对趾趾点点的的位位置置（下下中中天天），则则离离心心力力大大于于引引力力,亦亦同同时时涨涨潮潮，称称为为对对潮潮。在在距距直直射射点点90900 0处处，则则出出现现低低潮潮。地地球球自自转转一一周周，地地面面上上任任意意一一点点与与月月球球的的关关系系都都经经过过不不同同的的位位置置，所所以以对对同一地点来说，有时涨潮，有时落潮。同一地点来说，有时涨潮，有时落潮。第